水文地质模型怎么做

A. 水文地质概念模型的同位素解释

一、补给来源与机制

松嫩平原第四系孔隙潜水补给源为降水、山区和高平原侧向径流补给（图5—31）。西部砂砾石台地为大气降水和山区少量侧向径流，倾斜平原为砂砾石，降水入渗和大兴安岭山地河谷潜水补给，以及汛期河水补给。低平原潜水以降水补给为主，同时接受东部高平原潜水补给；乌裕尔河、双阳河变为散流补给潜水，地下水的补给时期为近50 a来的补给。

图5—27 松辽分水岭边界附近第四系承压水的δ¹⁸O（‰）分布

图5—28 松辽分水岭边界附近第四系承压水的¹⁴C模型年龄（a）分布

图5—29 松辽分水岭边界附近泰康组承压水的¹⁴C模型年龄（a）分布

图5—30 松辽分水岭边界附近大安组承压水的¹⁴C模型年龄分布

图5—31 松嫩平原地下水补给机制示意图

北部讷谟尔河－科洛河地下水系统补给来源为当地降水与代表山区降水的地表水，地下水以垂直入渗补给为主，河流侧渗为辅，其中当地降水补给占总补给的60%～73%。山区地表水补给占总补给的27%～40%。中部乌裕尔河－双阳河地下水系统主要接受降水和地表水补给，地下水以垂直入渗补给为主；该系统北部高平原乌裕尔河附近补给来源为来小兴安岭山区降水通过地表河流补给，西南部低平原补给来源为当地降水。东部高平原呼兰河－通肯河地下水系统和拉林河－阿什河地下水系统补给来源以当地降水垂直入渗补给为主。南部高平原第二松花江地下水系统补给来源为远距离的长白山区降水，通过河流补给。北部山前倾斜平原和低平原的雅鲁河－阿伦河－诺敏河地下水系统补给来源为西部山区降水，西南部山前倾斜平原和低平原霍林河－洮儿河－绰尔河地下水系统补给来源为距离较近的西部降水，地下水以垂直入渗补给为主。

第四系承压水、新近系泰康组和大安组补给来源为西部山前和东部高平原地下径流。第四系承压含水层地下水多为近50 a来的补给，在吉林中部具有古补给的特征。新近系泰康组和大安组除西部和北部地区有近期水补给外，其他地区为古补给，补给时期大于一万年。第四系承压含水层与上层潜水和下伏泰康组含水层之间水力联系密切，大安组相对封闭性较好。除周边山前平原和东部高平原附近发生现代补给外，泰康组和大安组含水层中的地下水多为古补给。

第四系承压水通过西部山前扇形平原及北部和东北部高平原的弱透水边界，接受侧向潜水补给。在盆地北部、西部边缘地带，承压含水层顶板变薄，局部缺失，且孔隙承压水水位多低于上覆潜水水位，潜水以“天窗”形式向下补给承压水，在嫩江与第二松花江汇合地带，承压水以顶托或越流形式向上补给河谷潜水。

新近系泰康组与上覆第四系承压水和潜水有较好的水力联系，在边缘地带与孔隙潜水接触，通过强透水边界可得到自上而下的直接或越流形式补给。在西部及西北部边缘得到基岩裂隙水侧向径流补给。大部分地区，下伏的大安组、依安组承压水水位高于该层承压水水位，下伏承压水自下而上的顶托和越流补给。该层承压水径流速度缓慢，由南北向中部径流，在嫩江与松花江汇合地带，以向上顶托或越流形式补给河谷潜水。

大安组承压水主要接受北部、东部高平原孔隙潜水及西部丘陵山区基岩裂隙水侧向径流补给。地下水径流缓慢，径流方向总体上为由北向南，在嫩江与松花江汇合处，以越流形式向上补给上覆含水层。

高平原白垩系承压水主要接受高平原孔隙潜水及丘陵山区基岩裂隙水的侧向径流补给，在局部地表出露地带可直接或间接接受大气降水的补给。地下水径流比较缓慢，总体流向为北西—南东向。

二、地下水流动与边界特征

图5—32 松嫩平原地下水流动模式

松嫩平原地下水流动主要存在局部地下水流和区域地下水流（图5—32），局部地下水流系统存在于整个平原的浅部，主要形成于潜水含水层，由降水、灌溉水、地表水补给；在垂向入渗至含水层后，向排泄区流动，在某些低洼地带溢出地表，循环深度一般为50 m，山前区可达100 m以下。区域地下水流存在于深部承压含水层，地下水年龄老，为远距离补给，补给来源为周边降水和地表水的入渗补给；以侧向水平径流方式流向盆地中心运动，通过盆地中心承压含水层向上越流补给潜水。总体来说，松嫩平原地下水流的总趋势是由东部、北部和西部三面山区流入盆地，在第二松花江和嫩江汇流处形成松嫩盆地区域地下水的排泄中心。盆地地下水通过嫩江、第二松花江河谷第四系孔隙潜水排向松花江。

山前倾斜平原的砂砾石扇形地台地及白垩系统碎屑岩与大兴安岭山地基岩衔接，为弱透水补给边界。高平原黄土状土覆盖区，白垩系碎屑岩及其风化带直接与长白山地基岩接触，为弱透水补给边界。南部松辽边界具有相对的隔水性，在天然状态下可视为零通量边界。

三、补给强度和地下水更新

松嫩平原地下水氚含量分布深度说明：山前平原现代地下水循环深度可达100m，平均补给强度126mm/a；中部低平原小于80m，平均补给强度60mm/a；东部和南部高平原现代地下水循环深度小于50 m，平均补给强度59 mm/a。这些地下水平均滞留时间小于50 a，更新性较好。

第四系承压现代年龄地下水分布在林甸—齐齐哈尔以北、齐齐哈尔—泰来—白城以西的山前台地和乾安—肇州以东的高平原。这一地区为主要补给区，平均补给强度为6.2 mm/a，具有一定的更新能力，其余地区¹⁴C模型年龄5～10 ka（BP），地下水更新性较差。

新近系泰康组现代年龄地下水分布在林甸—齐齐哈尔以北和乾安—前郭以东，现代补给仅发生在山前和接近东部高平原的局部地区，其余地区地下水为古补给，低平原中部年龄8～15 ka（BP）；新近系大安组现代年龄的地下水分布在北部讷河、沿山前一带以及与东部高平原相接地带，为地下水的补给区，低平原中部年龄11～23 ka（BP）。对于该两组含水层来说，现代补给仅发生在周边地区，平均补给强度2.8 mm/a；低平原中部为古补给，这两组含水层地下水流动缓慢，更新性较差。

B. 放水试验数值模拟及预测矿井疏水量

水文地质计算分析是水文地质条件评价由定性上升至定量的过程，是定量评价含水层和隔水层水文地质性质的重要工作，也是充分利用各种勘探、试验、检测、监测资料深化对矿井水害条件认识的重要工作。目前通用且成熟先进的矿井水文地质计算方法是水文地质数值模拟技术。

（一）数值模拟方法的基本概念

水文地质中的数值模拟方法就是利用刻画地下水系统空间结构和水力特征的数学模型作为工具，以数字模拟方法为手段来定量分析、评价、预测地下水系统的水文地质条件、参数结构、行为规律及其在扰动条件下的变化与响应。

数值模拟方法较之解析法乃至其他评价方法来说，它能够比较全面充分地刻画含水层的内部结构特点和模拟处理比较复杂含水层系统边界及其他一般解析方法难以处理的水文地质问题。可以说，无论多么复杂的水文地质问题，只要能归结为利用一组数学方程刻画的数学问题之后，借助于大型计算机这个现代科技手段，总可以用数值模拟方法获得对问题的定量化解答。所以，数值模拟方法是目前水文地质计算中一种强有力的数学工具，它的推广应用标志着水文地质条件定量计算与分析进入了新的发展阶段。

（二）数值模拟基本过程

采用数值模拟方法定量模拟评价矿井水文地质条件基本上可分为六大步骤：认真分析和研究矿区地质与水文地质条件，在矿井水文地质条件分析的基础上建立模拟计算域的水文地质概念模型；根据水文地质概念模型及其矿井采掘条件建立计算域的数学模型；根据模拟计算区域的水文地质结构特点采用合理的方法离散化模拟计算区域；依据模拟计算区及其相邻区域的水文地质试验资料或水文地质长期观测资料校正（识别）计算区域的水文地质参数，以获得矿井水文地质条件的预测预报数学模型；利用未参与水文地质参数识别的水文地质试验或其他观测资料验证（检验）所建立的矿井水文地质条件预测预报数学模型；运行所建立的矿井水文地质条件预测预报数学模型进行矿井涌水量及其他水文地质条件的预测预报（模型运转）。现分别叙述如下。

1.建立模拟计算区的水文地质概念模型

在矿区水文地质调查和专门水文地质勘探的基础上，根据对模拟计算区域内水文地质条件的认识和分析，纲要性地概化出研究计算区的水文地质概念模型。水文地质概念模型既取决于研究计算区的具体水文地质条件，但又不完全等于该区的实际水文地质条件。它是实际水文地质条件的概化和功能纲要，矿井水文地质概念模型要求明确和概化的主要内容有：

（1）概化确定模拟计算区的范围及边界条件

根据矿井水文地质勘探资料和矿井采掘要求，在明确了矿井主要充水含水层和模拟计算的含水层后，根据矿井对水文地质评价的要求，首先应圈出模拟计算区的范围。一般情况下，模拟计算区最好是一个具有自身补给、径流和排泄的独立的天然水文地质系统，它具有自然边界，便于较为准确地利用其客观真实的边界条件，避免人为划定边界时在资料提供上述的困难和误差。但在实际工作中，我们所关心或划定的模拟计算区域常常不能完全利用上述自然边界。这时就需要充分利用水文地质调查、勘探和长期观测资料等通过深入系统的水文地质条件分析建立人为的模拟计算边界。

在利用含水层自然边界有困难或在模拟计算区边界因勘探试验和观测资料缺乏，不足以建立较为精确的人为边界时，常常将已确定的计算范围适当地向外延伸设置一层缓冲带，缓冲带的宽度视具体的水文地质条件和评价要求而定，一般为2～3层计算单元的宽度。缓冲带的边界一般以定水头边界或隔水边界处理为宜。这种方法实际上就是对无限边界的概化处理。

在计算范围明确规定后，就要对所有边界的水文地质性质进行详细的研究和确定。一般情况下，只要含水层与常年有水的湖泊、河流、水库等地表水体有直接的水力联系时，不管是地表水排泄地下水，还是补给地下水，只要两者之间存在密切的水力联系，均可处理为第一类边界条件。但是，对于自由入渗的地表水体，则必须作为第二类边界条件处理。

（2）概化模拟计算区域内含水层的内部结构特征

通过对含水层结构类型、埋藏条件、导储水空隙结构及水力特征的分析研究，确定模拟计算区内含水层类型，如要明确所研究的目标含水层是承压含水层、潜水含水层、半承压含水层，或是承压潜水含水层并存，在此基础上要对含水层的空间分布状态进行概化。对于承压含水层来说，主要明确含水层厚度的变化规律及其在模拟计算区内厚度的分布，对于潜水含水层来说，主要是要明确含水层底板标高的变化规律及其在模拟计算区内底板标高的分布。其结果最好通过含水层等厚线图或含水层底板等高线图反映出来。含水层的渗透性（导水性）概化是根据含水层的渗透系数（或导水系数）及其主渗透方向和储水系数在空间上的变化规律，进行均质化分区。所谓含水层水文地质参数的均质化分区就是根据对所模拟研究的含水层区域内地质与水文地质条件的分析，将研究区划分为若干个亚区域，而且认为在每个亚区内含水层水文地质参数是相等的（含水层是均匀的）。实际上，绝对均质或各向同性的岩层是不存在的，均质性划分也只是相对的，只要含水层的水文地质参数变化不大，则可相对地在亚区内视为均质。一般情况下，松散岩层中的孔隙含水层多属于非均质各向同性，基岩裂隙或岩溶裂隙含水层则多属于非均质各向异性含水层。

（3）概化模拟计算目标含水层的水力特征

水力条件是驱动地下水运动的力源条件，不同的水力条件会形成不同的地下水运动形式。含水层水力特征的概化主要包括三方面内容：一是渗流是否符合达西地下水流规律；二是含水层中的地下水流呈一维运动、平面二维运动还是空间三维运动；三是地下水水流运动是稳定流还是非稳定流。一般情况下，在松散沉积的孔隙含水层、构造裂隙含水层以及溶洞不大，均匀发育的裂隙岩溶含水层中，地下水流在小梯度水力驱动下多符合达西地下水流规律。只有在大溶洞和宽裂隙中的地下水在大梯度水力条件的驱动下才不符合达西水流规律。严格地讲，在开采状态下，地下水的运动都存在着三维流特征，特别是在矿井排水形成区域地下水位降落漏斗附近以及大降深的疏放水井孔附近地下水的三维流特征更加明显。但是，在实际工作中，由于三维渗流场的水位资料难以取得，因此目前在实际模拟计算过程中，多数情况下将三维流问题按二维流近似处理，所引起的计算误差基本上也能满足矿井水文地质计算的要求。

（4）概化计算区域的初始水文地质条件

根据模拟计算区矿井水文地质定量评价的要求，选定模拟计算的初始时刻，求出模拟计算的初始流场（也就是计算起始的地下水流场）。模拟计算的初始条件包括计算区内的水力场，初始水文地质参数场，一类边界的水位值，二类边界的水力梯度值以及计算区内自然存在的地下水源、汇项。其中最常见的确定计算区内的水力场的方法就是根据区内观测孔的水位资料，作出计算区在选定的初始时刻的等水位线图，再根据等水位线图最后求出所有剖分节点的水位。此外，也可通过计算机来模拟初始流场，即利用所选定的初始时刻以前时段的水位资料，来模拟计算出所选定的初始时刻的水位，这种方法只适用于被校正后的数学模型。否则模拟出来的初始流场可靠性也不大。一类边界的初始水位及其源、汇项可根据实际观测资料直接给定，二类边界的初始水力梯度可根据边界内外的水位观测值通过等水位线分析或水力计算确定。计算区内初始参数亚区的划分及其初始参数值一般根据含水层水文地质结构分析及其解析法所获得的水文地质参数确定。

2.建立计算区刻画地下水运动规律的数学模型

通过对上述概化后的水文地质概念模型的分析，就可建立计算区描述地下水运动的数学模型。实际上数学模型就是把水文地质概念模型的数学化，是用一组数学关系式来刻画模拟计算区内实际地下水流在数量上和空间上的一种结构关系，它具有复制和再现实际地下水流运动状态的能力。我们所谈的数学模型主要是指由线性和非线性偏微分方程所表示的数学模型。对于一个实际的地下水系统来说，这样的数学模型一般应包括描述计算区内地下水运动和均衡关系的微分方程和定解条件组成，定解条件中包含有边界条件和初始条件。这样的数学模型一般情况下很难通过常规的解析方法而获得其精确解，通常都需借助于现代化计算机，用数值方法对其进行求解以获得其近似解。这就是数值模拟方法的来源。

地下水系统的数学模型根据研究的出发点和具体方法的不同，可分为以下几种：线性模型和非线性模型、静态模型与动态模型、集中参数模型与分布参数模型、确定型模型与随机模型，等等。目前在矿井水文地质条件模拟预测中最常用的、最容易被一般水文地质技术人员所掌握的是确定型的分布参数模型。

3.数学模型数值求解的一般过程

（1）从空间和时间上离散计算域

当建立了刻画地下水流特征的数学模型之后，需要利用数值方法对模型进行求解，用于求解地下水流数学模型的方法较多，最常见的有有限单元法和有限差分法。无论是采用有限单元法还是有限差分法，都需要对模拟计算区域进行离散化剖分，剖分网格的形状多种多样，最常见的平面二维水流剖分网格有三角形和矩形，空间三维水流剖分网格有四面体和六面体，不管采用何种剖分方法，其解的收敛性与稳定性在很大程度上都取决于单元剖分的大小，为了保证解的收敛与稳定，剖分的单元一般不宜过大，特别是在水力坡度变化大的地方，单元应变小加密。对于非稳定流问题，还需要对模拟计算的时间段进行离散化，在水头变化较快的时段内，时间步长应取的小些。在时段划分上，一般原则是：在水头变化快的时期，例如在疏排水的初期，时段步长应取得小些，划分的时段应多些；在水头变化缓慢的时期，例如在疏排水的中后期，时段步长可取得大些。一般情况下，有限差分法对时段步长的要求不像有限单元法那么严格。

（2）校正（识别）计算区的数学模型

数学模型应是实际含水层及其水流特征的复制品。根据水文地质模型所建立的数学模型，必须反映实际流场的特点，因此，在进行模拟预报之前，必须对数学模型进行校正，即校正其方程、参数以及边界条件等是否能够确切地反映计算区的实际水文地质条件。由此可见，校正模型实际上就是通过拟合实际观测到的水文地质现象而反过来求得反映含水层水文地质条件的有关参数的过程。在数学上常称之为反演问题或逆问题。

目前常用的识别数学模型所采用的方法大体可分为直接解法和间接解法两大类。直接解法就是从含有水头、水量和参数的偏微分方程或从已离散的线性方程组出发，把实际观测的水头代入，从中直接解出水量或参数的方法，即直接解逆问题。这类方法有数学规划法、拟线性化法等。由于直接解法所需结点的水头均应是实际观测值，这在实际上很难办到，所以该法应用较少。间接解法就是先给定一组参数或水量，代入已离散的方程，求解正问题，将计算值与实测值比较是否接近。在这个过程中，要不断地去解正问题，不断地比较计算值与实测值，最后求得最佳解。目前采用间接解法较为广泛。间接解法又可分为两种形式：一是人工调试计算参数，二是机器自动优选计算参数。人工调试就是人为给定未知量（参数或水量）进行正演计算，求得目标函数，并不断地修改未知量，重复进行正演计算，直至求得的目标函数满足误差要求为止，这时的未知量即是所要求的参数或水量。人工调试方便、简单，特别是在掌握计算区水文地质条件的基础上，容易尽快达到误差要求。机器调试是给定未知量的约束条件和参数自动寻优的数学方法，让机器自动寻优，不断地解正问题，求得目标函数达到极小值时的未知量，即是所要求的参数或水量。常用方法有单因素优选法、最优控制法等。

（3）数学模型的校验

当通过参数反演获得了数学模型的有关定量水文地质参数后，我们就获得了用于矿井水文地质条件模拟预测的唯一确定的数学模型。为了在运行模型之前进一步确认模型的可靠性，可利用已知的水文地质观测资料与模型运行的计算结果进行比较分析，以确认模型的正确性。如果校验结果较好，则可利用模型进行矿井水文地质条件的预测分析，否则，尚需重新考核和校正数学模型。

（4）数学模型的运行与应用

经过识别和校验后的数学模型，即可作为矿井水文地质条件和矿井涌水量预测预报的计算模型，可根据矿井开采条件、矿井水文地质要求进行多种问题的数值模拟计算。目前主要用于模拟预测不同条件下矿井疏降水量和疏降条件下的地下水流场。

4.数值方法的应用条件

虽然数值模拟方法在矿井水文地质条件定量分析和矿井涌水量预测方面有着明显的优势，但并不是在任何条件下都可得到很好的应用。数值模拟方法的成功应用必须建立在特定的条件之上。一般情况下，对一个矿区的矿井水文地质条件及其矿井涌水量进行数值模拟与预测时应具备下列基本条件：

1）必须有专门的地质与水文地质勘探资料严格控制矿井主要充水含水层（模拟的目标含水层）的空间赋存特征，包括含水层的埋深、厚度、产状、空间延展情况、结构类型（如含水层是单层的还是多层的）、顶底板岩层条件（有无天窗、缺失等），以及与主采煤层之间的位置关系。

2）要有专门的资料控制拟模拟的目标含水层的边界条件。包括边界的位置、物理结构、水文地质性质、可能出现的边界随时间变化（如分水岭的移动、水位的动态变化、断层受采矿扰动而发生活化等）、边界外水体与边界之间的关系等。

3）要有专门的水文地质试验资料控制地下水的水动力学性质及其含水层的水文地质参数结构。包括地下水的流态（如层流还是纹流、一维流还是多维流、承压水流还是无压水流等）、含水层的渗透性能、越流条件、地下水水力梯度等。

4）要有大型群网观测的抽放水试验资料或具有区域性控制作用的地下水水力信息长期观测资料。包括抽放水水量及其动态变化过程、抽放水过程中含水层水位及其变化过程、抽放水结束后地下水位回复程度及其回复过程。这些信息是进行水文地质条件反演和水文地质参数识别必不可少的信息。

5）其他影响含水层行为的相关信息。包括大气降水及其时间分布、蒸发条件及其季节性变化、地表水系及其季节性变化、当地工农业用水及其开采情况、地表植被发育状况等。这些因素会直接影响所建立的水文地质模型的准确性和真实性。

（三）超化矿水文地质计算的主要任务

1）分析处理L_1-3灰岩放水试验的水量、观测孔水位资料，建立矿井疏水量预测预报的水文地质概念模型。

2）通过水文地质参数的反演计算，形成矿井目标充水含水层的定量水文地质参数场和矿井疏水量预测预报的水文地质数学定解模型。

3）计算预测矿井不同开采水平L_1-3灰岩含水层的最大疏水量和最小疏水量，为建立矿井防排水系统提供依据。

4）计算预测矿井不同疏水条件下的地下水流场及其地下水位漏斗的扩展形态。

5）建立地下水疏降最优决策模型，提出最优疏水工程方案和疏水量时空分配方案。

（四）矿井水文地质计算方案

1）计算模型采用二维承压水流数学模型。

2）计算方法采用有限元数值模拟技术。

3）计算所依据的基础资料以井下放水试验所获得的所有可利用信息并结合历史的勘探资料和矿井开采规划资料。

4）计算程序为：水文地质概念模型的建立—水文地质条件模拟数学模型的建立—水文地质参数反演—矿井涌水量预测预报—疏水降压孔的优化设计与计算。

C. 地下水是怎样流动的呢拜托各位大神

1 地下水流系统动力学 地下水系统包括地下水、含水地质介质、水流边界以及水源（如补给）和泄水口（如水泉、层际水流或水井）。水透过该系统流动，并保存在该系统中。在自然条件下，水从补给区到排泄区的流动时间范围可从不足一天到100 多万年。地下水流系统中储存的水既有近期的降雨，也有沉积物沉积时被圈闭在沉积物中的水。 在发生水井抽水或补给率变化等水文变化之后，地下水系统中的水头（水位）趋于平衡，可以用这种趋于平衡所需的时间来说明含水层反应时间的变化性。对于承压地下水系统来说，反应时间可用下式计算： T * = S s L c2 / K （l ） 式中T *为盆地水力反应时间（T ）, S s为单位储水量（L -1 ) , L c为盆地的某一特征长度（L ）, K 为水力传导率（L / T ）。水力传导率是渗透率的一种量度，其范围可达12 个数量级，而且地下水系统边界之间的距离可从几米到数百km 。利用（1 ）式计算出的两种理想地下水系统的水力反应时间是：承压型河流含水层系中的水平水流为0.1 天（144 分钟），而厚的区域性低渗透率单元中的垂直水流为4.0 x l07 天（约11万年）。 流经地下水系统的时间取决于水头的时空梯度、水力传导率和系统的孔隙度。流经系统的时间不同于趋于平衡的水力反应时间。例如，上面已计算出，承压型河流含水层系中的水头可在不到一天内对水力变化做出反应，而在自然条件下水穿越系统整个厚度所需的时间则大约为3 万天（82 年）。基岩中破碎岩石系统的有效孔隙度小于砂、砾石等未固结多孔隙介质系统的有效孔隙度，而且穿过破碎岩石系统的流速可能较快。例如，对于在威斯康星州破碎白云岩中所打的城市水井来说，水流经几公里距离所需的时间估计不到一年，在这种情况下，补给量和抽水量的季节性变化会对流动时间的变化产生影响。在较缓慢的地下水系统中，如在泰国的曼谷盆地，在了解数万年时间内地下水的流动时，要考虑到气候和地质条件的长期变化。地下水的长期流动实际上也影响着所有地质作用过程，其中包括成岩作用、成矿作用以及石油的聚集。 在确定污染物在地下水系统内的迁移时，水的运移时间是重要的。全世界由于地表污染源所造成的大范围地下水污染，反映出浅部地下水的年龄通常为几十年或更短。由出水量大的水井引起的水力梯度会进一步缩短污染物向水井汇流的时间。 从地下水系统抽取的水最初来自于储水区。随着时间的流逝，水头会在距抽水点更远处逐渐下降，抽水造成的影响会通过地下水系统传播。最终，抽水造成的影响会到达某一边界（如河流），在该边界上，要么加大对地下水系统的补给量，要么减少该系统的排水量。通常假设，如果对地下水的抽取速率不超过自然补给率，则这种抽水速率是“安全的”或“可持续的”，然而这种假设是错误的，因为它忽视了地下水系统排水量和补给量的这些变化。 多年来，水流和溶质迁移的计算机模型一直是评价地下水资源的综合手段，它们被用来阐明从局部污染到由于大陆范围的流体迁移而造成的大型矿体的一系列间题。这些模型的预测能力可用于对假说进行检验，这样既加深了我们对现状的了解，又加强了有关含水层对未来气候或人为压力的反应的预测。最近有人把地下水流动模型与地表-大气模型和迁移模型与地球化学反应模型联系在一起，从而扩大了可以阐述的问题种类的范围。自动校准方案和对不确定性的分析增强了模型的实用性，而新的计算机可视化手段则提高了我们对含水层性质的变化性对地下水流动型式的影响的了解。 模型的预测精度是受模型的正确性（即对相关作用过程的正确显示）和模型参数的不确定性制约的。后一种不确定性是由于参数值的可测定精度有限而造成的，但更重要的是由于含水层的特征中所固有显著非均质性造成的。地下水水文学中的一个根本问题，是无法充分描述和显示这种非均质性，即便采用经过改进的模型，这个问题仍将继续制约着模型预测的可靠性。空间非均质性与模型不确定性之间的联系还取决于所要回答的问题的类型。例如，对水头在含水层中的分布进行合理估计，只要求对空间非均质性进行有限的了解。而另一方面，某一特定位置的化学浓度预测的置信度，对水力性质空间分布的较小不确定性可能都是十分敏感的，甚至对于相对均匀的多孔隙介质也是如此。

D. 计算方法、步骤

（一）建立水文地质概念模型

解析法对水文地质条件限制较多，有严格的理想化要求，而实际水文地质条件往往十分复杂，为了能够用解析法计算，必须对水文地质条件进行合理的简化和概化，经过简化和概化后的水文地质条件称水文地质概念模型，它是对地下水系统的定性描述。

1.分析疏干流场的水力特征

矿床的疏干流场，是在天然流场背景下，叠加人为开采因素演变而成的，因此分析疏干流场各种水力特征时，均应以天然条件为基础，充分考虑开采的影响。

（1）区分非稳定流与稳定流

一般，疏干排水时，矿区地下水多为非稳定状态，但当疏干排水量小于地下水补给量时，可出现稳定状态。

矿山开采初期（开拓阶段），开拓井巷不断发展变化，疏干漏斗的外边界不断扩展，矿坑涌水量以消耗含水层储存量为主，该阶段疏干场一般为非稳定流，矿山开采后期（回采阶段），疏干流量主要受流场外边界的补给条件所控制，在补给条件不充分的矿区，疏干流场以消耗含水层储存量为主，仍为非稳定流，在补给条件充足的矿区，或具定水头补给边界的矿区，矿坑涌水量（或疏干量）被补给量平衡，一般出现相对的稳定流，矿坑涌水量预测可以稳定井流理论为基础。

（2）区分层流与紊流

矿区地下水在疏干条件下与天然运动状态相比，在大面积内仍为层流，仅在疏干工程附近常出现紊流，故达西定律（直线渗透定律）仍然是建立确定性模型的基础。

一般，常以抽（放）水试验为依据，用单位涌水量（q_i）法对层流、紊流进行判别，计算式为：

承压水

图13-7 水位降深为S_k的Q-t曲线

E. 水文地质概念模型

一、基本模型

本区历史上曾做过两次地下水流数值模型（中国地质科学院水文地质环境地质研究所、甘肃省第二水文地质工程地质大队，2000年6月；清华大学水利系水文水资源研究所与甘肃省水利水电勘测规划设计研究院，2004年10月），两次都是地下水二维流模型，且对研究区建立了三个模型分别模拟三个盆地。那么，本研究如何设计模型?

如前所述，研究区诸盆地内，洪积扇顶部出山口河水渗漏补给后，地下水将以垂向为主地向下流动；洪积扇前缘地下水向泉口溢出也存在垂向分量；含水层之间弱透水层中的地下水也以垂向流动为主；本区所有的河流都是高度非完整的河流，非完整河底部的地下水也存在明显的垂直流动；非完整抽水井附近的地下水流存在垂直流速分量，等等。因此，本区地下水流属于三维流类型。

那么，采用准三维流模型还是三维流模型呢?考虑到具体条件和建模目标——区域地下水资源评价与管理，实际含水系统的层数很多而模型分层又不宜过多，因此概化后的“弱透水层”中含有一定数量的砂层，即“弱透水层”是各向异性的。陈崇希等（2001）在苏州市地面沉降模型研究中指出：“准三维流模型‘误差小于5%’的结论仅适用于弱透水层为各向同性介质；对于弱透水层的各向异性比为10时，误差已超过27.7%，而且随着弱透水层单位储水系数的减小和模拟时间的延长，误差还要增大，已存在超过30.5%的情况”。薛禹群（2003）也提出相似的定性见解。而本区概化的“弱透水层”渗透系数的各向异性比要远远地大于10，其误差要明显地增大。基于上述研究的成果，尽管三维流模型比准三维流模型的模拟工作量要大得多，本项目仍要采用三维流模型。这是本项研究与上述两个模型设计上第一个重要差别。

另外，特别需要强调的是，本区的井孔中含一定数量的混合井孔，如果忽视它们的存在，将会导致模拟失真。因此，本项研究所建立的基本模型是含混合井孔的地下水三维不稳定流模型。

二、模型范围及边界条件

上面提到的两个先期完成的模型都将北山山前戈壁前缘作为零流量边界。本项研究考虑到北山仍得到降水入渗补给，且北山山前戈壁含水层组本身具有相当的地下水储存功能，即有很高的调节储量的能力，为此将模型范围向北扩至北山地下水分水岭处，即北山地下水分水岭以南的北山山区均划入模型内。此外，考虑到分隔玉门-踏实盆地和安西-敦煌盆地的北截山较为狭长，若作为隔水边界处理则与实际条件不符；若作为弱透水边界处理则难以给定边界流量。为此，将北截山作为非均质的一个分区，将相邻两个盆地连成一个整体。玉门-踏实盆地与花海盆地之间原本存在数百米宽北石河冲积层的联系带，更不宜人为分隔成两部分。如此，本项研究将三个盆地作为一个整体模型研究（图5-1），其优点是显而易见的，它既客观地反映了诸盆地之间存在的水力联系，又避免了给定人为边界流量的困难。这是本项研究与上述两个模型设计上第二个重要差别。

本项研究所建模型的总面积约为46140km²。根据前面对水文地质条件的论述，模型边界条件的设置如下（见图5-1）：

（一）北边界

取北山地下水分水岭为模型的北边界，该边界为零通量边界。由于缺少地下水位资料，假定地下水分水岭与地表分水岭一致，其误差对模型地区不致产生大的影响。

图5-1 模型范围及边界条件图

（二）南边界

取南部宽滩山、南截山、火焰山和卡拉塔什塔格山山前基岩与第四系松散沉积物的分界线为模型的南边界，该边界为弱透水边界。它反映南部祁连山区地下水对本研究区的补给。

（三）东边界

取花海盆地和金塔盆地的地下水分水岭处为模型的东边界，该边界为零通量边界。

（四）西边界

西边界的设置是比较困难的。历史上疏勒河是出甘肃省西界流入新疆的罗布泊，尽管疏勒河河水早已断流，但估计地下水流仍向下游径流。考虑到下游缺乏资料，包括含水系统的结构岩性和地下水位等基础数据，我们取安西-敦煌盆地最西的一个观测孔处（库穆塔格沙漠的东界）为模型的西边界。安西-敦煌盆地有部分地下水向西流入沙漠。该边界在模型识别中作为第一类边界，在模型预测中作为第二类边界。

（五）上边界

取潜水面为模型的上边界。地下水通过该边界接受河流、渠系、大气降水（凝结水）及田间灌溉回归水的入渗补给，并以蒸发蒸腾、泉水溢出的方式排泄。南阳镇-双塔水库区段的疏勒河地下水与地表水直接联系，取为第一类边界。

（六）下边界

因为下更新统（Qp₁）为胶结砂砾岩，故取中更新统（Qp₂）的底界为模型的底边界，该边界为零通量边界。

F. 三维水文地质建模的应用需求

地质体三维模拟与可视化软件应能辅助地质人员进行地质数据分析、地质体模型构建、地质体可视化和各种地质应用分析。主要功能需求包括如下方面：

1.地质体三维模拟数据库管理

能够管理用于构建地质体三维模型的基础地质数据（指由地质人员整理、分析形成的各种地质数据，如钻孔数据、样品数据、物探成果数据、地质图纸数据、影像数据等）和地质模型数据（地质界面和地质体模型构建后所生成的结果数据，如DEM数据、地质体的几何特征数据和属性特征数据）。

要具备对基础地质数据的录入、查询、坐标变换、统计分析、2D和3D显示、导入和导出功能。要具备对三维地质模型数据的查询、修改等功能。

2.基于表面的三维地质体建模

能够为用户提供一个进行基于表面的三维地质体建模的可视工作环境，根据经过预处理的地质模型基础数据，具有自动生成各种地质界面的功能，并可进行人机交互编辑，依据这些经过多次修改的面能够自动生成三维地质模型数据。

3.基于剖面的三维地质体建模

剖面图是常见的地质数据形式。所以应能够为用户提供一个进行基于剖面的三维地质体建模的可视工作环境，根据经过预处理的地质模型基础数据（钻孔数据、剖面图数据等），能交互式生成三维地质模型数据。

4.三维地质体属性变化分析

矿体等地质体内部的属性（如品位）在空间上是变化的，进行属性变量的空间变化分析是地质工作者的一项重要任务。为了达到这一目的，可以对已建地质体几何模型进行立方体、长方体等形式的剖分，进而构建属性变量的空间变化模型，实现属性变量的空间变化分析。

5.地质体的三维可视化和属性查询

地质模型是由地质体组成的。对所建立的一个地区的三维地质模型要能够进行整体显示和部分显示。因为当整体显示时，矿体的空间变化可能就难以观察清楚，所以需要将一个矿体单独显示或将某几个矿体组合显示。

对于所显示的地质体，要能够通过鼠标点击后显示出其有关相应的属性信息，如断层的产状、长度等信息。

6.地形面和地质界面的可视化飞行

为清晰地展现不同面（如地表面）的空间分布状态，采用飞行可视化技术，依据软件实现飞行观察。飞行的空间面对象主要包括地表面和地质界面，其中地表面飞行的对象是DEM和卫星影像合成的三维表面，地质界面飞行针对的是一个地下的空间界面，要求建立虚拟的地下环境。

7.选定范围地质模型的生成功能

用户可以在有效区域范围内任意选定特定区域，系统能自动按垂向提取范围内的地质体进行动态显示。这个过程应根据人的视觉感受，通过针对数据对象的提取与运算，生成基于地质模型不同对象的三维显示效果；通过对图形观察视角的不断改变，显示三维立体对象的不同侧面，形成动态变化效果。

8.任意地质剖面生成

提供用户观察与X-Y平面垂直的任意剖面数据分布情况的功能，要求剖面将指定深度范围内的剖面图绘制出来。

9.等值线和等值面的生成

基于三维地质模型数据，绘制选定范围内任一空间面的等值线（如煤层底板等高线）和等值面（如矿体内部等品位面），绘制结果可采用公共数据格式存储。

10.地质体剖面面积、体积的计算和矿体储量计算

能够在所建立的三维地质模型的基础上，方便地计算出地质体的剖面面积、地质体的体积和矿体的储量。

11.基于地质模型的地下遨游

为更好地显示地下三维地质对象的空间关系，用户可以以钻洞的方式对地下进行遨游。

12.地质制图

在构建的三维地质模型的基础上，可以派生出许多有用的地质分析数据，如等值线、等值面、任意方位和任意倾角的地质剖面，地质人员需要将这些分析数据以图纸的形式表达出来，所以系统还需要具有制图的功能。

G. 水文地质概念模型概化导则

地下水流模拟是一实用性很强的技术，解决现实问题是它的根本目的。因此，建专立的水文地属质概念模型需与一定时期的科学技术水平以及研究区的水文地质调查研究程度相适应，能用于解决社会、经济发展中所面临的地下水模拟与管理问题。

水文地质概念模型概化导则按 GWI-C6 执行。

H. 　水文地质模型概化及其数值模拟模型

一、水文地质模型概化

（一）边界条件

根据工作区区域地质、水文地质条件，以松散岩类孔隙水含水层为本次计算的目的层，将黑龙江、乌苏里江、松花江、鸭蛋河、梧桐河、挠力河、七星河、别拉洪河及安邦河概化为一类水流边界，即地下水与江河水位有较密切的水力联系。平原与山地接触地带，地下水自山地向平原侧向径流的补给边界，概化为二类水流边界；而季节性积水的沼泽湿地为三类边界。山地区（含区内的残山丘陵区）及前第四系为隔水含水层，在计算模型中为不计算单元。边界条件概化结果见图4-1 。

图4-1 三江平原边界条件概化图

（二）含水层参数分区

第四纪不同时期，工作区不同位置沉积了不同厚度与粒度的松散堆积物，使含水层在水平方向与垂直方向上均有分区性，根据工作区不同时期的岩相古地理特征，将工作区的含水层参数分成6个区，见图4-2～图4-5。

二、数值模拟模型

将工作区地下水流系统概化为非均质各向同性、三维、非稳定流系统，用以下微分方程的定解问题描述：

三江平原地下水资源潜力与生态环境地质调查评价

式中：Ω为渗流区域，即工作区内有效计算单元所构成的区域，面积为39 415.68km²；Γ₀为渗流区上边界，即地下水的自由表面；Γ₁为一类边界，包括黑龙江、乌苏里江、松花江、鸭蛋河、梧桐河、挠力河、外七星河、别拉洪河及安帮河等常年流水且与地下水有密切水力联系的河流；Γ₂为二类边界，即除黑龙江、乌苏里江以外的工作区边界；Γ₃为三类边界，即工作区内季节性积水的沼泽湿地；h为含水层水位标高，m；h₀为初始水位，m；h₁为一类边界江河水位，m；h_s为三类边界沼泽湿地水位，m；K为含水层渗透系数，m/d；S为地下水自由面以下含水层的储水系数，m^-1；μ为潜水含水层在潜水面上的重力给水度；ε为含水层源汇项，d^-1；p为潜水面的蒸发和降水补给等源汇项；q₂为二类边界单位面积流量，m³/d；σ为沼泽湿地底部弱透水层的阻力系数，σ＝L/K_S，L为弱透水层厚度，m，K_S为弱透水层垂向渗透系数，m/d。

上述数学模拟模型应用三维模拟计算软件进行求解计算。

I. 矿山地质环境多级模糊识别模型评价方法研究

——以小秦岭矿区为例

邢永强¹郑钊²宋锋¹薛良伟¹王卫¹

（1.河南省国土资源科学研究院，郑州 450016；2.天津大学建筑工程学院，天津 300072）

《信阳师范学院学报》（自然科学版），文章编号：1003-0972-(2008)-02-0240-03

摘要 应用多级模糊识别模型进行矿山地质环境评价，克服最大隶属度原则所不适用的地方，而且以相对隶属度、隶属函数为基础，使隶属度、隶属函数的计算更加容易。建立了矿山地质环境评价模型，并应用于小秦岭矿区地质环境质量综合评价中，评价结果显示，该方法对矿山地质环境评价可行、可靠。

关键词多级模糊识别模型 地质环境评价 小秦岭

矿山地质环境评价的数学方法有多种，如地理信息系统（GIS）、BP人工神经网络、灰色系统理论、模糊数学方法等都是较为常用的评价方法，这些方法各有其优缺点（田婧等，2007）。矿山地质环境质量评价是解决评价对象的多指标模式识别和排序问题，模糊数学理论中的最大隶属度原则在此问题中得到了广泛的应用。然而，最大隶属度原则有时忽略某些信息，导致结果失真。陈守煜（1998）提出的多级模糊识别模型以相对级别特征值作为判断或识别的依据，克服了最大隶属度原则所不适用的地方，使隶属度、隶属函数的计算更容易。因此，笔者采用多级模糊识别模型来评价某典型矿山的地质环境状况。

1 模糊识别模型介绍

1.1 指标相对隶属度公式

设某样本需要对模糊子集A进行识别，样本m个指标组成的特征向量为X=(x₁x₂…x_ix_m)^T，其中：x_i为样本指标i 的特征值，i=1，2，…，m。

如样本依据m个指标c个级别的已知指标标准特征值进行识别，则有指标标准特征值矩阵：

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

式中：y_ih为指标i级别h的标准特征值，h=1，2，…，c，i=1，2，…，m。

通常将从1级至c级指标标准特征值减小称为指标递减型；从1级至c级指标标准特征值增加称为指标递增型，则递减型指标对A的相对隶属度（隶属函数）为

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

h级指标标准特征值对A的相对隶属度为

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

递增型指标对A的相对隶属度（隶属函数）为

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

h级指标标准特征值对A的相对隶属度为

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

1.2 模糊识别模型的建立

通过隶属度分别把指标与指标标准特征值矩阵变换为A的指标与指标标准特征值的相对隶属度矩阵：

R=(r₁r₂… r_m)^T=(r_i)

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

设样本A的各个级别相对隶属度矩阵为

U=(u₁u₂…u_c)^T=(u_h)

式中：u_h为样本对A的级别h相对隶属度，h=1，2，…，c。

由样本在级别区间[a，b]范围内，故矩阵U应满足规一化约束条件：

u_h=1，同时应有u_h=0，且h＜a或h＞b。

为了求解样本对模糊概念A的级别h的最优相对隶属度，建立目标函数：

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

求解

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

求得模糊识别模型为

环境·生态·水文·岩土：理论探讨与应用实践

1.3 相对级别特征值的求解

设级别变量h以对应的相对隶属度为权重，其总和H_(u)=

u_h·h，称为相对级别特征值或相对状态特征值。

相对级别特征值H_(u)是一个描述状态或级别的无量纲数，且1≤H_(u)≤c，相对级别特征值由于利用了全部相对隶属度信息，其判断结论比最大隶属度原则更符合实际情况。据此，可应用相对级别特征值H_(u)反馈得到相应的级别，对样本作出归属何种级别的判定。

2 应用实例

2.1 研究区概况

小秦岭矿区位于河南省西部灵宝市境内的豫、陕、晋三省交界处，矿业经济发展很快，矿区内有国家和地方黄金企业数十家，矿山坑口数千个，矿业已成为灵宝市的支柱产业。然而，由于当地矿业资源的管理、开发体制不健全，小秦岭矿区矿业资源又作为淘金者的首选目标，该地区在淘金者的乱采滥挖下，不可再生的矿业资源和矿区地质环境遭到了严重的破坏。此外，人为的破坏还给该地区带来了崩塌、滑坡、泥石流等地质灾害。因此，运用适当的方法对小秦岭矿区地质环境进行综合评价，对以后矿山恢复治理工作有重要的指导意义。

2.2 评价单元划分

结合对小秦岭矿区的实地调研结果，并遵照客观、公正、科学地反映矿区地质环境区域差异的原则，将评价区划分了87个评价单元。采用先定性分析矿区的主要地质环境问题，并综合考虑地形地貌特征、水系发育特征、人类活动强度等因素，对矿区内问题比较突出地区划定评价单元网格；对于其余地区，则按照3km×3km的正方形网格来划分评价单元，在单元划分的同时还注意与行政界域、水系界域的相互包容以及对边缘单元、小单元的适当合并。此外，在遵循地质环境客观特征的基础上，还考虑到兼顾局部特殊要求的情况，如在豫陕两省交界的地区则按照行政分区边界来划定。划分结果如下：单元dx1和dx2为大西峪区间；w1～w4为文峪区间；单元z1～z3为枣香峪区间；单元dh1～dh3为大湖峪区间；单元zy为藏马峪和阎家峪区间；单元f为夫夫峪区间；单元g为观音峪区间；单元j为荆山峪区间；单元i1～i10为苍珠峪、白花峪、枪马峪、杨砦峪、朱家峪相应的区间；单元1～61是按照正方形网格与各类界域边界交汇并进行适当合并或裁减的评价单元。

2.3 矿区地质环境质量评价指标分级

在综合比较成天翔等（2007）、徐友宁等（2003）、蔡斌等（2006）关于选取评价指标研究成果的基础上，从小秦岭矿区地质环境现状条件出发，综合考虑研究区自然条件、人类活动影响、资料收集情况等因素，选择了地表坡度、岩土体抗侵蚀性、植被覆盖率、年降水量、地质灾害、水土流失、地表水污染、人类工程活动强度、矿渣堆积量9个评价指标。

对于选取的评价指标，按照地质环境质量“优”、“良”、“中”、“差”、“极差”划分为5个级别，各级别相应指标的标准值如表1所示。

表1 小秦岭矿区地质环境评价指标分级标准Table1 Index classification standard of geology environmental in Xiaoqinling field

2.4 确定权重系数

目前系数确定的方法很多，大致可分为德尔菲、层次分析等主观赋权法和主成分分析、因子分析等客观赋权法，运用主观赋权法掺杂了决策者的主观随意性，而运用客观赋权法却缺乏决策者的意愿，故本次研究采用主观赋权与客观赋权相结合的方法，先由主成分—因子分析赋权法计算出一组初始权重，再带入评价模型进行计算，如果计算结果合理则直接采用该指标权重，如果计算结果差别较大，则在初始权重的基础上再进行适当微调，最终求出一组合理的权重系数，如表2所示。

表2 评价指标的权重系数Table2 Weighing coefficient of evaluation index

2.5 小秦岭矿区地质环境评价结果及分析

用VB语言编制相应的计算程序、开发评价模型，结合各单元评价指标的量值和小秦岭矿区实地调研情况，给定地质环境质量评价的最终结果，见表3和图1。

表3 小秦岭矿区地质环境质量评价结果Table3 Evaluative result of geologic environmental quality in Xiaoqinling field

图1 小秦岭矿区地质环境质量评价效果图

将该评价结果与已知物元分析法评价结果相比较，仅有39号、55号、58号、dx2号、i5号、dh3号单元评价结果有偏差，且偏差在允许范围内。

3 结论

多级模糊识别模型分析较物元分析、模糊理论分析等方法计算简便，又克服了最大隶属度原则所不适用的地方。该方法用于矿山地质环境评价，对属于相同级别的检测单元间的差别亦可分区，可以直接看出各单元环境质量的优劣程度，从而为环境治理工作提供更直接的信息。实践证明，用该方法对矿山地质环境进行评价可行、可靠。

参考文献

蔡斌，胡卸文.2006.模糊综合评判在绵阳市环境地质风险性分区评价中的应用.水文地质工程地质，（2）：67～74.

陈守煜.1998.工程模糊集理论与应用.北京：国防工业出版社.

成天翔，张骏，杜东菊.2007.天水地区断裂活动性与地质灾害的相关性研究.工程地质学报，15（1）：33～37.

田婧，韩秀丽.2007.工程地质环境评价方法.河北理工大学大学学报，29（1）：125～128.

徐友宁，袁汉春，何芳，陈社斌，张江华.2003.矿山环境地质问题综合评价指标体系.地质通报，22（10）：829～832.

Research of Multi-Classification Fuzzy Pattern Recognition Model in Mine Geological Quality Evaluation

—The Case of the Mine in Xiaoqinling Field

Xing Yong-qiang¹，Zheng Zhao²，Song Feng¹，Xue Liang-wei¹，Wang Wei¹

（1.Henan Land and Resources Research Institute，Zhengzhou 450016；2.College of Civil Engineering，Tianjin University，Tianjin 300072）

Abstract：Based on the relative membership degree and function，the model of multi-classification fuzzy pattern recognition is applied in assessment of mine geo-environment quality，which counteracts the defects of maximum membership degree law and makes it easier to calculate the relative membership degree and function.The paper has established assessment model of geo-environment quality and uses it to assess the mine geo-environment quality of Xiaoqinling field.The result indicates that the method is feasible and reliable.

Key words：multi-classification fuzzy pattern recognition model；geological environment evaluation；Xiaoqinling field

J. 定义水文地质数学模型的定解条件有哪些

水文地质，地质学分支学科，指自然界中地下水的各种变化和运动的现象。回水文地质学是研究答地下水的科学。它主要是研究地下水的分布和形成规律，地下水的物理性质和化学成分，地下水资源及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等。